Условия кристаллизации магмы

Степень кристалличности и зернистости пород зависит в основном от условий кристаллизации магмы. Полнокристаллические крупно- и среднезернистые породы являются преимущественно интрузивными абиссальными, то есть застывшими на глубине более 1 км. Они образовались в условиях медленного понижения температуры, под большим давлением вмещающих пород, что препятствовало отделению минерализаторов, снижающих вязкость магматического расплава. Если внешнее давление сохраняется в ходе кристаллизации, остаточный расплав магмы значительно обогащается минерализаторами, что создает условия для образования гигантозернистых структур, характерных для пегматитов.

Эффузивные породы, имеющие скрытокристаллическую структуру и часто содержащие вулканическое стекло, образовались на поверхности Земли в условиях резкого падения температуры при незначительном давлении. Вследствие этого расплав быстро терял летучие компоненты. Гипабиссальные породы, сформировавшиеся на небольших глубинах в промежуточных условиях, имеют мелкозернистые и афанитовые структуры.

В природе существуют исключения из выше приведенных условий. Если в интрузивных телах образуется трещиноватость, то минерализаторы (летучие компоненты) легко выделяются из магмы, потеря которых приводит к резкому повышению вязкости магмы и быстрой ее кристаллизации с образованием мелкозернистой структуры (например, при образовании аплитов). Структуры пород, слагающих разные участки одного и того же массива, обычно различны. В краевых частях любых интрузивных и эффузивных тел породы менее раскристаллизованы, чем в центральных участках.

Процесс кристаллизации магмы определяется в основном двумя факторами, из которых складывается кристаллизационная способность вещества: а) количеством образующихся центров кристаллизации и б) скоростью роста кристаллов. Кристаллизация расплава возможна лишь при некотором его переохлаждении, потому что в истинно равновесных условиях выделение теплоты при переходе вещества из жидкого в твердое состояние обусловливает расплавление образовавшихся кристаллов, в то время как при переохлаждении этой теплоты оказывается недостаточно (рис. 3.1.). Число центров кристаллизации в районе точки плавления очень незначительно, но оно возрастает с увеличением степени переохлаждения, а затем, пройдя максимум, уменьшается и становится равным нулю. Скорость роста кристаллов также мала вблизи точки плавления, увеличивается по мере удаления от нее, переходит через максимум и уменьшается до нуля. При этом максимумы кривых

скорости роста кристаллов и скорости образования центров кристаллизации не совпадают, что обусловливает наличие нескольких областей переохлаждения с различной кристаллизационной способностью и соответственно с разными типами структур.

Если магма охлаждается медленно и температура ее долго держится вблизи точки плавления, то образуется небольшое количество центров кристаллизации. При очень медленном охлаждении магма может полностью раскристаллизоваться, не достигнув поля, где образуется много центров кристаллизации. В этом случае образуются крупнозернистые структуры.

При быстром охлаждении магмы поле с малым числом центров кристаллизации может быть пройдено также быстро, и затвердевание происходит в поле с большим количеством центров кристаллизации. Если при этом скорость роста кристаллов небольшая (поле ab), то образуются микролитовые структуры (рис. 3.1). В поле bc, где скорость роста минимальная, образуются крупнозернистые структуры, а при уменьшении скорости и дальнейшем переохлаждении – мелкозернистые структуры (поле cd). Если кристаллизация происходит в поле de, где скорость роста мала, возникает сферолитовое строение. В поле ef скорость роста еще меньше, что ведет к образованию скрытокристаллических структур. За пределами поля ef при очень сильном переохлаждении магма не кристаллизуется и затвердевает в виде вулканического стекла. Таким образом, следствием быстрого охлаждения является мелкозернистость и присутствие вулканического стекла. Поэтому афанитовые структуры характерны для эффузивных пород и встречаются в краевых частях интрузивных тел, так как в этих условиях при соприкосновении с атмосферным воздухом и холодными вмещающими породами происходит быстрое охлаждение магмы. Если охлаждение происходит неравномерно (сначала медленно, потом быстро), то возникают порфировые структуры, в которых фенокристаллы образуются первыми в условиях медленного охлаждения, а основная масса – это быстро застывший расплав.

Высокое давление препятствует росту кристаллов, так повышает вязкость расплава, но в природных условиях давление благоприятствует кристаллизации, так как удерживает в магме минерализаторы, которые снижают вязкость магмы.

Диаграмма кристаллизации силикатного расплава (по А.С. Гинзбергу, 1950)

 

0 – точка плавления; 1 – кривая скорости роста кристаллов; 2 – кривая скорости образования центров кристаллизации.

Рис. 3.1

Лекция 4. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ